ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ СУБМАРИННЫХ ГИДРОТЕРМАЛЬНЫХ СИСТЕМ

4.3.2. Сценарий разрастающейся постройки

    Крупные рудные постройки, как уже отмечалось выше, существенно отличаются от индивидуальных "курильщиков" по характеру происходящих в них процессов рудообразования. Для них свойственно, в частности, преобладание рассеянной ("диффузной") разгрузки растворов по всей поверхности тел. Изменение характера истечения растворов сопровождается повышением эффективности отложения рудного вещества [Кpаснов, 1993]. В отличие от короткоживущих систем с быстрой разгрузкой, в которых в "дым" уходит более 90^o/o рудных металлов, в крупных телах успевает осесть гораздо больше рудного вещества. Крупные постройки имеют зональное внутреннее строение. Расчет модели, описывающей образование таких рудных объектов представляет собой специальную задачу. Разработка этой модели была проведена автором совместно с Е.Е.Абрамовой и А.В.Тутубалиным.

    Имеющиеся данные по внутреннему строению и развитию построек во времени изложены в главе 3. В самом общем виде они сводятся к тому, что крупные постройки имеют зональное строение (см. рис. 3.4), и время их формирования составляет n10²-n10⁴ лет. На начальном этапе излияние высокотемпературных растворов на дно моря приводит к быстрому росту "эмбриональной" ангидрит-сульфидной постройки, главным образом, из-за смешения с холодной морской водой. Разрастание ее затем происходит как за счет отложения рудных минералов из просачивающихся через тело постройки новых порций раствора, так и вследствие смешения этих, уже частично "отработавших" растворов с окружающей морской водой на поверхности рудного тела. Развитие внутренней зональности в рудном теле обязано двум факторам [Краснов, 1993]: (а) изменению со временем состава питающего постройку флюида и (б) метасоматическому переотложению вещества внутри постройки при просачивании гидротермальных флюидов через ее тело. Такой механизм образования зональных рудных построек не является специфичным для зон спрединга и может работать на всех гидротермальных системах с субмаринными условиями разгрузки.

рис.4.15

    Для построения адекватной модели формирования и эволюции зонального рудного тела необходима была разработка специальной методики моделирования. Изменение во времени рудообразующего раствора воспроизводится моделью долгоживущей гидротермальной системы (раздел 4.1.2). Эта модель должна быть дополнена блоком, описывающим процессы в зоне рудоотложения (внутри и на поверхности рудного тела).

    Все части гидротермальной системы - как конвективная ячейка, так и зона рудоотложения могут быть представлены как проточные ступенчатые реакторы. Модель зоны рудоотложения должна включать две составляющих. Первая описывает процессы отложения и замещения вещества при фильтрации раствора внутри рудного тела, вторая - отложение вещества на поверхности тела при смешении истекающих растворов с окружающей морской водой (рис.4.15). Особенностью реактора для зоны рудоотложения является то, что границы температурных ступеней со временем перемещаются в пространстве вследствие роста рудного тела. В результате вещество, отложенное при некоторой температуре, попадает затем в область более высоких температур, что и является одной из основных причин метасоматических замещений.

Для построения термодинамической модели растущего рудного тела нужно знать распределение температур внутри рудного тела, температуру его поверхности и скорость роста тела. От распределения температур внутри тела будет зависеть зональность рудоотложения, от температуры поверхности - доля вещества, отлагающегося в ходе смешения с морской водой и его состав. Рост тела будет вызывать изменение во времени этих характеристик. В отношении современных рудных построек на дне океана информация о распределении температур внутри рудного тела практически отсутствует. Для древних рудных тел данные по палеотемпературам образования имеют по существу качественный характер: реконструируются горячие центральные части тел (300-350^oС) и более холодные периферические (150-200^oС) [Франклин и др., 1984]. Поэтому мы использовали теоретическую оценку распределения температур в растущем рудном теле путем расчета его тепловой модели.

Тепловая модель рудной постройки.

рис.4.16

    Условия модели. Рудное тело в тепловой модели может быть аппроксимировано полушарием радиуса R с центром в точке поступления рудообразующего раствора (рис.4.16). Рудообразующий раствор фильтруется через рудное тело к его поверхности (тангенциальная составляющая скорости фильтрации равна 0) и изливается в придонную воду. Теплоперенос внутри рудного тела происходит конвективно - за счет течения раствора, и кондуктивно - за счет теплопроводности твердого вещества. Потеря тепла во внешнюю среду происходит посредством излияния профильтровавшегося через тело раствора и теплоотдачи с поверхности тела. Тепловой режим тела можно полагать стационарным, поскольку рост его происходит гораздо медленнее, чем перенос тепла.

    В целях упрощения модели принято, что теплопроводность вещества рудного тела и его фильтрационные свойства однородны по всему объему тела. Теплоемкость (C) и плотность раствора приняты не меняющимися от температуры, соответственно, плотностная составляющая конвекции раствора внутри рудного тела не учитывалась. Теплоотдачей через подошву рудного тела мы пренебрегали.

рис.4.17

    Условие сферической симметрии рудного тела дает возможность получить аналитическое решение этой задачи (решение получено А.В.Тутубалиным).

    Расчет температуры поверхности тела. Для принятой модели теплоотдача с поверхности во внешнюю среду может быть описана уравнением Ньютона:

, (4.6)

где - коэффициент теплоотдачи, S - площадь поверхности тела (площадь полусферы с радиусом R равна S = 2R²), T_R - температура на поверхности, T_ext - температура придонной воды (без ущерба для качества модели ее можно принять равной 0^oС).

Поступление тепла из источника равно

, (4.7)

где q - дебит гидротермальной системы, T_o - температура источника. Вследствие выполнения условия баланса вещества для поступающего из источника и изливающегося вовне раствора конвективная потеря тепла во внешнюю среду будет равна

.(4.8)

Для стационарного теплового состояния рудного тела должен выпол-няться тепловой баланс, который с помощью уравнений (4.6-4.8) можно записать как

.(4.9)

Из этого уравнения можно непосредственно определить температуру на поверхности рудного тела:

.(4.10)

Множитель при T_o в этом уравнении отражает долю конвективной теплопотери в балансе тепла на поверхности тела.

    На рис.4.17а приведена зависимость температуры поверхности от радиуса рудного тела и дебита источника. Из рисунка следует, что только при малых размерах тела его поверхность будет очень горячей, тогда как для крупных рудных тел поверхность существенно охлаждается при любом реалистичном дебите источника.

    Распределение температур внутри тела. Рассмотрим перенос тепла через произвольную сферическую поверхность радиуса r, расположенную внутри тела (см.рис.4.16). Он складывается из конвективного переноса раствором и кондуктивного переноса за счет теплопроводности. Последнее слагаемое может быть записано как

,(4.11)

где - теплопроводность твердого вещества. Поскольку в силу стацио-нарности задачи перенос тепла через любую сферическую поверхность одинаков и равен тепловому дебиту источника, из уравнений (4.7, 4.8, 4.11) следует:

.(4.12)

Решением этого уравнения будет

,(4.13)

где - константа интегрирования. Ее можно найти, положив r =R и приравняв значение T(r) в уравнении (4.13) к T(R), известному из уравнения (4.10):

.(4.14)

После подстановки этого значения в (4.13) и упрощения получим:

.(4.15)

    На рис.4.17б показано рассчитанное по этому уравнению распределение температур внутри тел разных размеров при фиксированном дебите источника, а на рис.4.17в - распределение температур при фиксированном размере тела и разных дебитах. Из этих рисунков следует, что при небольших размерах рудных тел (10-20 м) и дебитах, аналогичных наблюдавшимся в современных гидротермах (0,5B5 кг/с [Little et al., 1987]) высокотемпературная зона (>300^oС) занимает большую часть внутреннего объема тела, а периферическая - характеризуется большими температурными градиентами. У крупных тел с радиусом 50 м и более горячая зона занимает относительно меньшую долю объема, и может распространяться в периферическую часть только при больших дебитах источника. Градиенты температур во внешней части крупных построек существенно уменьшаются.

Разрастание рудного тела можно выразить уравнением:

,(4.16)

где M_n - масса рудного тела после прохождения n-ой порции раствора из нисходящей ветви системы, S_i - масса осадка рудного вещества, получающегося из 1 кг гидротермального раствора для i-ой волны (вычисляется в термодинамической модели зоны рудоотложения и зависит от свойств нисходящей ветви системы), - время истечения одной порции раствора.

    В отличие от нисходящей ветви системы, где параметр времени является по сути масштабным фактором и не используется при вычислении П/В по уравнению (2.11), уравнение (4.16) требует его количественного задания. Именно этот параметр связывает темп эволюции нисходящей ветви системы с эволюцией рудного тела.

    Для современных систем в океане время наблюдений недостаточно для определения по химическим анализами растворов. По косвенным признакам его величину можно приближенно оценить в 10⁸-10⁹ секунд (3-30 лет). При таком порядке величин в молодых гидротермальных системах Восточно-Тихоокеанского поднятия растворы еще не должны заметно менять свой состав за время наблюдения (=10 лет), тогда как для долгоживущей системы TAG в Срединно-Атлантическом хребте уже достигается значительная эволюция (фиксируемая по соотношению в растворе Cu > Zn [Edmond et al., 1995]).

    Уравнение (4.16) предполагает, что все твердое вещество, образующееся в зоне рудоотложения, присоединяется к рудному телу. Из натурных наблюдений известно, что это не так. В молодых системах основная доля - до 98^o/o рудного вещества уходит в "дым" курильщиков [Hekinian et al., 1983], и уже затем - с ростом тел это соотношение меняется. Входящий в уравнение (4.16) параметр q имеет поэтому характер "эффективного дебита", и очевидно составляет только часть от измеряемого суммарного дебита. Оценки дебита для индивидуальных "курильщиков" [Little et al., 1987] дают величины от 0,5 до 5 кг/с. Некоторые другие данные по этому параметру приведены в табл.3.3.

    Поскольку в задачу данного раздела не входит моделирование какого-либо конкретного объекта, для типовой модели могут быть приняты следующие оценочные величины: - 10⁸ с, q - 10 кг/с, - 20 Дж/с^.см² (что соответствует смеси 75 ^o/o кварца и 25 ^o/o пирита), - 100 Дж/с^.см^2.oС [Справочник по теплообменникам, 1987], теплоемкость воды принята не меняющейся с температурой (4184 Дж/г^.oC).

    Термодинамическая модель рудной постройки. Тепловая модель рудной постройки позволяет задать параметры проточного реактора, описывающего процесс субмаринного рудоотложения. Этот реактор состоит из двух последовательных частей. Первая относится к внутренней части рудного тела, где вещество отлагается за счет снижения температуры и замещения ранее выпавшего осадка. Вторая описывает реакции при смешении вытекающего из постройки раствора с окружающей морской водой. Граница между частями реактора задается температурой поверхности рудного тела, вычисляемой по уравнению (4.10). Ступени проточного реактора в нашей модели фиксированы по граничным температурам, поэтому по мере разрастания рудного тела и снижения температуры его поверхности число ступеней, относящихся к внутренней части тела будет увеличиваться, а относящихся к зоне смешения - уменьшаться. При разрастании рудного тела за счет образования на его поверхности новых порций рудного осадка эти температурные ступени постепенно увеличиваются в объеме и отодвигаются от устья питающего канала. Вследствие этого ранее отложенное вещество попадает во все более высокотемпературные условия, может частично замещаться и переотлагаться раствором ближе к поверхности рудного тела. Поскольку внутренняя часть рудного тела характеризуется большой температурной однородностью (см.рис.4.17б, в), для лучшего воспроизведения его внутреннего строения шаг ступеней реактора в модели рудоотложения был уменьшен до 5^o в диапазоне 350-330^oС. Давление в зоне рудоотложения было принято 250 бар, что соответствует глубине моря около 2,5 км. В соответствии с минералогическими данными по современным гидротермальным рудам океана в модели зоны рудоотложения кварц был заменен на метастабильный аморфный кремнезем, характеризующийся большей растворимостью.

    При программной реализации стандартная расчетная процедура многоволнового ступенчатого реактора, использованная в программе GBFLOW, была дополнена тепловым и динамическим блоками. После прохождения через реактор - зону рудоотложения очередной порции гидротермального раствора заново вычислялась масса рудного тела, определялась температура его поверхности, распределение и радиусы температурных зон - ступеней реактора. Затем пересчитывался состав вещества на ступенях реактора для нового положения температурных границ внутри тела. Для внешней части зоны рудоотложения - области смешения по тепловому балансу вычислялись количества морской воды, участвующей в смешении (способ расчета описан в предыдущем разделе - уравнение 2.14). После этого новая порция морской воды пропускалась через нисходящую ветвь конвекции, подрудный канал и зону рудоотложения, и цикл расчетов повторялся. Для реализации такой схемы расчета была написана специализированная программа GRDEP. Ввиду большого объема вычислений при расчете задач рудоотложения основная часть расчетов была проведена на миниЭВМ SunStation 20, для чего программа была перенесена в операционную среду Solaris.

рис.4.18

    Результаты моделирования. Было выполнено несколько вариантов расчетов модели для различных T_max и П/В в нисходящей ветви системы. Ниже подробно описаны результаты расчета для варианта с T_max=350^oС и начальным (в первой "волне") П/В=1,22 кг/кг ("типового"), вероятно, наиболее близкого к распространенным природным прототипам, и затем кратко охарактеризованы отличия, проявляющиеся при вариациях П/В. Состав раствора, питающего растущую рудную постройку, показан на рис.4.18. Изменение его во времени аналогично рассмотренному в разделе 4.1.2 (см.рис.4.7), но из-за большего отношения порода/вода эволюция состава раствора происходит медленнее. На рис.4.3д начальная точка для типового варианта находится в поле преобладания серы над железом в питающем растворе. По мере функционирования системы состав раствора меняется в пользу железа (см.рис.4.18).

рис.4.19

    История модельного рудного тела отчетливо разбивается на несколько этапов. На первом этапе, отвечающем первым порциям раствора, прошедшей через нисходящую ветвь, главным фактором отложения является смешение гидротермального раствора с холодной морской водой. При этом образуются осадки, состоящие главным образом из ангидрита и пирита, и первоначальная ("эмбриональная") постройка (рис.4.19а) имеет ангидрит-пиритовый состав. Фильтрация гидротермального раствора через нее приводит к быстрому замещению ангидрита во внутренней части постройки кремнеземно-сульфидным веществом (см.рис.4.19б). Отложение ангидрита во внешней части за счет смешения прекращается, когда температура раствора, истекающего через поверхность тела падает ниже 150^oС (растворимость ангидрита характеризуется обратной температурной зависимостью). Одновременно в периферической зоне начинается интенсивное осаждение кремнезема. Цинк в это время отлагается в виде сфалерита в зонах с температурой 300-200^oС, причем доля его на некоторых температурных ступенях составляет более 50^o/o. Этап заканчивается исчезновением ангидрита из рудного тела (в типовом варианте - на 28-й порции раствора, что соответствует времени роста = 100 лет).

    Второй этап характеризуется отложением кремнеземно-пиритового вещества, причем по мере разрастания рудного тела максимум отложения пирита смещается из горячей зоны на температурные ступени 280-230^oС. Сфалерит при этом постепенно переотлагается во внешние зоны тела (200-150^oС), и доля его на некоторых ступенях составляет несколько процентов по массе. Этап в типовом варианте продолжается до 2600 порции раствора (= 8 тыс. лет) (см.рис.4.19в).

    На третьем этапе вследствие прогрессивного вымывания серы из пород и падения ее содержания в питающем растворе пирит в самой горячей части тела начинает замещаться на магнетит (см.рис.4.19г). Сфалерит в горячей центральной части тела исчезает, и вместо него появляются в незначительных количествах (0,1-0,2^o/o) сульфиды меди - халькопирит и борнит (в типовом варианте - до 3200-й волны, = 10 тыс. лет).

    Максимальные содержания меди в виде халькопирита, а затем - борнита и халькозина достигаются на позднем этапе развития системы, когда в горячей зоне тела появляется ангидрит, фиксирующий проникновение морской сульфатной серы сквозь всю нисходящую ветвь системы (см.рис.4.19д, е). Вследствие недостатка сульфидной серы в растворе сфалерит и галенит, присутствующие во внешней зоне, в это время начинают быстро растворяться, и свинец и цинк выносятся за пределы рудного тела. Это наиболее длительный этап - в типовом варианте он прослежен до 6500-й порции раствора (= 20 тыс. лет). На заключительном этапе моделирования под воздействием окислительных компонентов морской воды начинается интенсивная гематитизация центральной части тела, пирит и сульфиды меди постепенно окисляются, и гидротермальная постройка теряет черты, характерные для колчеданных руд.

рис.4.20

    Галенит в течение всей истории рудного тела фиксируется в небольших количествах (0,nB0,0n ^o/o) во внешних холодных зонах тела (T<175^oC), а также - в центре рудного тела при номерах волн 100-300. Центральная часть рудного тела на протяжении всей его эволюции сложена массивными рудами (пирит + магнетит + сфалерит + халькопирит). Преобладающим компонентом периферической части рудного тела является кремнезем.

    Соотношения размеров тела и его внутренних зон на разных стадиях роста схематически показаны на рис.4.20. Из этой схемы хорошо видно, что образующееся рудное тело обладает отчетливой зональностью, связанной с распределением температур, и эта зональность эволюционирует во времени вследствие изменения состава питающего раствора, т.е. из-за метасоматической эволюции недр гидротермальной системы.

рис.4.21

    Максимальные концентрации Zn в модельном рудном теле в целом достигаются на начальном этапе его роста (рис.4.21в) - в рассчитанном варианте - до 1,8 ^o/o. При этом распределение сфалерита по объему тела очень неравномерно, и наблюдаются температурные зоны с резким обогащением Zn. Затем, хотя поступление цинка из недр системы еще продолжается, и общее содержание его в теле увеличивается (см.рис.4.21д), суммарная концентрация падает из-за разубоживания пиритом и кремнеземом. Аналогичное поведение наблюдается и для свинца. Концентрация Fe в рудном теле меняется относительно слабо и составляет для типового варианта около 20^o/o (см.рис.4.21б). В то же время соотношение Fe и S закономерно убывает вследствие изменения соотношения этих элементов в питающем растворе, и постепенного замещения пирита магнетитом в наиболее горячей части рудного тела. В противоположность этим элементам концентрация Cu в рудном теле на начальных этапах роста тела очень низка. Она начинает возрастать только после интенсификации выноса меди из недр системы (см.рис.4.18) и сравнивается с Zn на заключительной стадии роста тела, когда в нем появляется ангидрит. В отличие от концентраций рудных элементов их суммарные содержания в модельном теле возрастают из-за роста общей массы тела (см.рис.4.21б, в). Только на заключительной стадии развития тела цинк и свинец выносятся из него.

    Рост общей массы рудного тела в типовом варианте модели показан на рис.4.21а. На стадии эмбриональной ангидритовой постройки (см.рис.4.19а, б, 4.20а) она составляла 12 тыс.т, пирит-сфалеритового тела (см.рис.4.19в, г, 4.20б, в) 2 млн.т и к началу гематитизации (см.рис.4.19е, 4.20д) - 3,5 млн.т.

    При других значениях варьируемого параметра П/В эволюция зональности рудного тела и динамика накопления рудных элементов несколько отличаются. При малых значениях П/В (П/В в первой волне 0,4B0,7) полный цикл развития модельного тела проходит за меньшее число "волн" - 100-600. Вследствие этого при равных величинах дебита системы массы формирующихся построек оказываются пропорционально меньше, чем в типовом варианте. Эволюция рудного тела в этих вариантах модельных расчетов отличается от вышеописанной вследствие меньшего содержания в питающих растворах S, Zn и Pb, и иного соотношения Fe и S (Fe > S - см.рис.4.3д). Это приводит к быстрому возникновению дефицита сульфидной серы в рудоотлагающих растворах за счет осаждения ее избытком Fe. Поэтому вынос Zn и Pb за пределы рудного тела начинается уже на стадии кремнеземно-пиритной постройки с зональностью, аналогичной изображенной на рис.4.19г. В результате перед заключительным этапом развития постройки (замещение сульфидов гематитом) она имеет серноколчеданных состав с небольшой (= 0,2^o/o) примесью меди.

    Вариант расчета модели с начальной величиной П/В 8 кг/кг в целом аналогичен вышеописанному типовому и отличается весьма медленной изменчивостью в нисходящей ветви конвекции - проникновение сульфатов через гидротермальную систему фиксируется только при числе "волн" более 10000, что при величине порядка 10⁸ с дает время развития постройки nw10⁴ лет. По наблюдениям на относительно долгоживущих гидротермальных системах Срединно-Атлантического хребта такие суммарные времена жизни достигаются за счет неоднократного возобновления гидротермальной деятельности в пределах одного блока коры [Lalou et al., 1995]. Подобная нестационарная ситуация не описывается применяемой нами моделью. При большом времени жизни системы становится также вероятным перекрытие рудного тела эффузивами с дальнейшим образованием многоярусной залежи. Поэтому вариант с П/В = 8 кг/кг можно рассматривать как граничный для рассматриваемой модели.

    Обсуждение результатов. Полученная эволюция модельного рудного тела на ранних этапах процесса рудообразования хорошо согласуется как с известным фактом значительного обогащения современных рудных построек океана цинком, так и с реконструкциями стадийности формирования современных сульфидных построек на дне океана (см.рис.3.4), где также первоначальное ангидритовое тело замещается кремнеземом и сульфидами с характерной зональностью: Cu - в центре, Zn - на периферии. Рассчитанная в модели зональность на средних и поздних этапах в целом соответствует наблюдаемой на колчеданных месторождениях кипрского и уральского типов. В модели воспроизводится пространственно-температурная последовательность магнетит пирит + сульфиды меди пирит + сульфиды цинка и свинца. Эволюция рудного тела во времени с более поздней стадией обогащения медью, замеще-нием вблизи устья канала сульфидов на магнетит, а затем на гематит + ангидрит, не противоречит известным данным по природным аналогам. Это показывает, что механизм рудообразования, определяющийся двумя факторами - метасоматической эволюцией питающей гидротермальной системы и температурной неоднородностью зоны рудоотложения соответствует в основных чертах физико-химическим процессам как при современном сульфидообразовании на дне океана, так и при формировании колчеданных руд кипрского и уральского типов.

    Вместе с тем очевидно, что при образовании колчеданных месторождений могут проявляться и другие факторы рудоотложения. Детальный анализ модельных результатов обнаруживает ряд несоответствий вышеописанной модели природным аналогам, указывающих, что не все факторы природного процесса в ней учтены.

    1. Расчеты модели для достаточно больших размеров рудного тела показывают, что значительная масса вещества будет отлагаться на температурных ступенях, находящихся внутри тела, т.е. в его поровом пространстве. Использованная нами модель не учитывает изменение фильтрационных свойств рудного тела, и предполагает их достаточность для прохождения гидротермального раствора при заданном дебите системы. Кольматация пор (главным образом, кремнеземом) должна приводить к прекращению фильтрации. Из расчета гидростатического равновесия в гидротермальной системе следует, что при ее закупорке на устье подводящего канала может развиться избыточное давление порядка 30-60 бар, что вполне достаточно для образования гидроразрывов в рудном теле. В недавних публикациях по строению крупных рудных тел Срединно-Атлантического хребта [Богданов и др., 1997б] для подобного явления использован термин "гидротермальный взрыв". Вскрытие каналов для разгрузки будет приводить к проникновению высокотемпературных растворов во внешние части тела и к нарушению зональности, предсказываемой моделью. Действительно, на многих крупных рудных постройках на дне океана наблюдаются локализованные группы жерл - "курильщиков" (см., например, [Лисицын и др., 1990]), дебит которых составляет 10-20^o/o от суммарного дебита питающей тело системы [Rona et al., 1993]. Обрушение этих жерл приводит к поступлению относительно высокотемпературных продуктов рудоотложения во внешние части рудной постройки. На реальность процессов гидроразрыва указывает также широкое распространение внутрирудных брекчий в древних колчеданных месторождениях, систематически привязанных к определенному уровню зональности - к переходу от пирит-халькопиритовых руд к пирит-сфалеритовым [Злотник-Хоткевич, 1992].

    2. В рассчитанных вариантах модели на стадии активизации переноса меди (см.рис.4.19е) в рудном теле ощущается отчетливый недостаток сульфидной серы. Причина этого термодинамическая - совместный перенос меди и серы в условиях модели ограничен низкой растворимостью сульфидов меди. Дефицит растворимости далеко выходит за пределы возможных погрешностей термодинамического расчета. Вероятное объяснение этого несоответствия заключается в том, что в модели не учтена возможность гетерогенизации (кипения) в недрах системы и восходящем канале (см. главу 6).

    3. Прохождение сульфатов морской воды через всю конвективную систему "насквозь", полученное в модели на заключительных стадиях развития рудного тела, по-видимому, не достигается в современных высокотемпературных гидротермальных систем океана. Однако для многих древних колчеданных месторождений Среднего и Южного Урала и других районов характерно присутствие в подрудном пространстве позднего "гипогенного" ангидрита (обзор этого вопроса приведен в [Столяров, 1972]). Традиционно происхождение этого ангидрита связывают с эндогенным источником, пытаясь объяснить смену сульфидов на сульфаты гипотетической окислительно-восстановительной эволюцией магматического очага. Изложенная выше модель дает простое объяснение этому факту, как результату проникновения сульфатов морской воды сквозь всю гидротермальную систему при ее длительном функционировании. С этим объяснением хорошо согласуются данные по изотопному составу серы подрудных ангидритов колчеданных месторождений [Виноградов и др., 1968; Гриненко и др., 1969], который оказался близок к морской воде соответствующего возраста¹.

    Таким образом, приведенные результаты показывают, что комбинированный механизм субмаринного рудоотложения, включающий отложение рудного вещества при смешении гидротермальных растворов с придонной морской водой и при охлаждении, учитывающий эволюцию питающей гидротермальной системы и метасоматические замещения внутри рудной постройки, приводит к образованию зонального рудного тела, состав и металлогенический профиль которого меняются во времени. Ранние стадии этой эволюции хорошо соответствуют известным современным рудным постройкам на дне мирового океана. Зрелые стадии эволюции дают колчеданные рудные тела, состав и зональность которых близки к известным древним рудным объектам на суше. При далеко зашедшей эволюции питающей системы рудная постройка гематитизируется и теряет черты колчеданных руд. Это более вероятно для небольших по масштабам приповерхностных систем, в которых создаются условия для интенсивной переработки пород гидротермальными растворами.